Changements touchant les océans qui bordent le Canada

Les observations des températures soutenues dans les océans bordant le Canada ont commencé au début du XX^e siècle, mais ces séries chronologiques sont limitées à quelques endroits. Dans l’océan Arctique, il y a eu très peu d’observations continues, et celles qui existent sont limitées aux dernières décennies. Les observations de la température de l’océan ont évolué depuis l’échantillonnage de l’océan du XIX^e siècle à partir des navires jusqu’à une couverture plus systématique et quasi mondiale à partir des satellites pour les eaux de surface (p. ex. Larouche et Galbraith, 2016⁸⁶) et les bouées Argo (profileurs autonomes qui mesurent la température et la salinité de la partie supérieure de 2 000 m de l’océan) pour les fonds marins (Riser et coll., 2016¹²⁶). Les observations de la température sous la surface de l’océan sur les plateaux continentaux bordant le Canada continuent d’être faites principalement au moyen de profils verticaux pris par les navires de recherche, complétées par des séries chronologiques continues (généralement par échantillonnage horaire) à partir d’instruments amarrés dispersés. La présente section portera sur les observations des températures de l’océan à long terme recueillies dans le cadre de programmes de surveillance du ministère des Pêches et Océans (MPO), qui s’appuyaient sur les données provenant de diverses sources de l’échantillonnage régulier entrepris à certains sites au début du XX^e siècle. Les séries chronologiques propres au site présentées dans la présente section sont représentatives de la température sur les plateaux plus vastes et les régions océaniques au grand large (Ouellet et coll., 2011¹¹¹, Petrie et Dean-Moore, 1996¹¹⁹).

Étant donné que la capacité thermique de l’eau est beaucoup plus élevée que celle de l’air, le réchauffement anthropique des océans devrait être légèrement inférieur à celui de la couche inférieure de l’atmosphère au-dessus de la terre, sauf peut-être à certains endroits où il y a des changements dans la circulation océanique (p. ex. le Gulf Stream chaud se déplace vers le nord). Les projections tirées des modèles de la cinquième phase du Projet d’intercomparaison de modèles couplés (CMIP5; voir le chapitre 3, encadré 3.1) utilisés dans le cinquième Rapport d’évaluation (RE5) du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC) indiquent généralement un réchauffement généralisé de la partie supérieure océanique qui bordent le Canada au XXI^e siècle, avec un réchauffement plus important pour les scénarios d’émissions plus élevées. Une variation substantielle est évidente entre les saisons et d’une région à l’autre (Loder et coll., 2015⁹⁴; Christian et Holmes, 2016¹⁷, Steiner et coll., 2015¹³⁸; Christian et Foreman, 2013¹⁶). Les changements prévus de TSM au milieu du siècle (moyenne pour 2046 à 2065 par rapport à celle de 1986 à 2005) pour un scénario d’émissions élevées (RCP8.5) ont été calculés comme la moyenne d’ensemble de six des modèles du CMIP5 (Loder et coll., 2015⁹⁴). Les émissions mondiales depuis 2005 (p. ex. Peters et coll., 2013¹¹⁷; 2017¹¹⁸) et les décisions de politique climatique (p. ex. Sanford et coll., 2014) ont été plus près de ce scénario que celui de faibles émissions (RCP2.6). Les augmentations prévues de la TSM au milieu du siècle pour le scénario d’émissions moyennes (RCP4.5) sont d’environ 70 % de celles pour le scénario RCP8.5 ayant des caractéristiques spatiales semblables, ce qui correspond à l’évolutivité des changements prévus de la température de l’air dont il est question au chapitre 4 (voir aussi Markovic et coll., 2013¹⁰⁰). À titre de bonne approximation, ces augmentations prévues peuvent s’appliquer jusqu’au milieu du siècle, en supposant seulement une réduction supplémentaire limitée des émissions.

Dans le Pacifique Nord-Est, au large de la Colombie-Britannique, l’augmentation prévue de la TSM jusqu’au milieu du siècle est d’environ 2 °C en hiver et de 3 °C en été, avec une petite augmentation au fur et à mesure avec la latitude (voir la figure 7.8). En revanche, les augmentations prévues dans les eaux canadiennes de l’Arctique (y compris la baie d’Hudson) et l’Atlantique Nord-Ouest connaissent des variations saisonnières et spatiales plus importantes. Les variations prévues de TSM dans l’Arctique en hiver sont très petites (en raison de la présence continue prévue de la glace marine d’hiver), mais elles sont en été jusqu’à 4 ^oC dans des zones telles que la mer de Beaufort et la baie d’Hudson, où on prévoit une réduction de la couverture de la glace marine. Les modèles du CMIP5 n’ont pas une résolution spatiale adéquate et des représentations de la glace marine et de la physique des océans dans l’archipel Arctique canadien en raison de la complexité pour projeter de façon fiable les détails des variations de température des océans en été et en automne, mais on peut s’attendre à des changements importants à la structure spatiale dans les océans associés aux changements liés à la glace marine (p. ex. Sou et Flato, 2009¹³⁶; Hu et Myers, 2014⁷¹; Steiner et coll., 2015¹³⁸). Des projections fiables des conditions océaniques dans cette région nécessiteront probablement une combinaison de résolution spatiale plus élevée dans les modèles climatiques mondiaux et l’inclusion des composantes de la glace marine et de l’océan dans les modèles climatiques régionaux utilisés dans la réduction d’échelle dynamique (voir le chapitre 3.5).

Les augmentations de la température de l’air devraient être plus importantes que les augmentations de la TSM dans la plupart des régions de l’Atlantique Nord-Ouest (Loder et coll., 2015⁹⁴), ce qui concorde avec le fait que le réchauffement atmosphérique est le principal facteur du réchauffement des océans (p. ex. Collins et coll., 2013²⁰; Hegerl et coll., 2007⁶⁸). La variation latitudinale du changement future de la TSM dans les eaux extracôtières sera différente de l’augmentation avec la latitude de la température de l’air sur le continent associée à l’amplification de l’Arctique. Contrairement à la température de l’air du Canada dans son ensemble, l’augmentation de la TSM dans l’Atlantique Nord-Ouest devrait être la plus importante aux latitudes moyennes et la plus faible vers le nord dans les eaux subpolaires. La TSM hivernal augmente d’ici le milieu du siècle, jusqu’à 3 °C au large des provinces maritimes, mais seulement de 1 °C au large du Labrador, selon les projections pour le scénario d’émissions élevées (RCP8.5). De même, on prévoit des augmentations de la TSM d’été allant jusqu’à 4 °C au milieu du siècle au large des provinces maritimes, mais les augmentations sont limitées à 2 °C au large du Labrador. Le maximum de latitude moyenne de l’augmentation de la TSM est lié, en particulier, aux changements prévus de la circulation océanique à grande échelle et à une légère expansion vers le nord du tourbillon océanique subtropical (et du déplacement du Gulf Stream).

Dans l’Atlantique Nord, au sud du Groenland, la plupart des modèles indiquent que le réchauffement futur sera plus limité, la circulation méridienne de retournement de l’Atlantique transportant moins de chaleur vers le nord (Drijfhout et coll., 2012³²). Toutefois, une incertitude importante subsiste quant à la possibilité d’une réduction importante de cette circulation à l’avenir, en raison de la complexité du système atmosphère-glace-océan dans l’Atlantique Nord-Ouest et de la capacité limitée des modèles climatiques actuels de simuler des processus importants dans ce système complexe (Sgubin et coll., 2017¹³²).

Comme c’est le cas pour l’archipel arctique canadien, la résolution horizontale grossière de l’océan dans les modèles du système terrestre du CMIP5 (d’environ 100 km) pose un défi pour la modélisation de l’océan au large du Canada atlantique, où la topographie du littoral et du fond marin est complexe. Il en résulte un biais « chaud » dans la TSM en raison d’une mauvaise représentation de la limite entre les tourbillons océaniques subtropicaux et subpolaires; ainsi, les projections des changements climatiques existantes sont fondées sur une circulation océanique régionale modélisée qui diffère de la réalité (Loder et coll., 2015⁹⁴; Saba et coll., 2016¹²⁸). Cela est important pour le Canada Atlantique, en particulier, qui se trouve dans une région ayant des différences spatiales importantes dans la température océanique (figure 7.1). La réduction régionale de l’échelle des changements climatiques a fourni des renseignements détaillés sur la structure spatiale des changements potentiels pour le Canada atlantique (Long et coll., 2016⁹⁶), mais l’ampleur globale des changements est incertaine.

Pour résumer, la température de la partie supérieure océanique a augmenté dans le nord-est du Pacifique et dans la plupart des régions du nord-ouest de l’Atlantique au cours du dernier siècle, ce qui correspond aux changements climatiques anthropiques (degré de confiance élevé). Cet énoncé de confiance est fondé sur des observations recueillis sur place de haute qualité concernant la température à la surface et à la subsurface de la mer, qui sont généralement compatibles avec les variations régionales des ensembles de données interpolées mondiales sur la TSM. Le nombre de lieux ayant de longues séries chronologiques subsurfaces est limité et, même si ces données devraient être représentatives des grandes régions, leur confiance est moindre. La variabilité décennale naturelle est comparable pour ce qui est de l’ampleur aux changements à long terme de la température des océans; il y a une région au sud du Groenland où il y a eu peu ou pas de réchauffement océanique au cours du dernier siècle. Il n’y a pas de mesures à long terme de la température de l’océan Arctique, mais le réchauffement s’est vraisemblablement produit pendant les périodes d’été et d’automne, selon les augmentations de la température de l’air observées (voir le chapitre 4, section 4.2.1.1) et les diminutions de la glace marine (voir le chapitre 5, section 5.3.1) (degré de confiance moyen). Cet énoncé de confiance est fondé sur quelques courtes séries de températures et sur le jugement d’experts quant au couplage de l’atmosphère, de la cryosphère et de la partie supérieure océanique.

Les océans qui bordent le Canada devraient continuer de se réchauffer au cours du XXI^e siècle en raison des émissions passées et futures des gaz à effet de serre. Le réchauffement en été sera plus important dans les zones libres de glace de l’Arctique et au large du sud du Canada atlantique, où les eaux subtropicales devraient se déplacer davantage vers le nord (degré de confiance moyen). Au cours de l’hiver des prochaines décennies, la partie supérieure océanique bordant le Canada atlantique est l’endroit où le réchauffement se fera le plus sentir, le nord-est du Pacifique connaîtra des taux de réchauffement intermédiaires et les zones océaniques arctiques et subarctiques orientales (notamment la baie d’Hudson et la mer du Labrador) se réchaufferont le moins (degré de confiance moyen). Ces énoncés de confiance sont fondés sur une analyse de six projections de TSM des modèles du CMIP5 pour les océans bordant le Canada, qui montrent une augmentation de la TSM pour toutes les saisons dans les océans Pacifique Nord-Est et Atlantique Nord-Ouest. Les énoncés sont également fondés sur une compréhension physique des processus liés à l’augmentation de la température de l’air en surface, ce qui entraîne un transfert de chaleur positif dans les eaux de surface de l’océan. Le niveau de confiance est moyen au lieu d’élevé en raison des différences dans les projections régionales des modèles du système terrestre.

Des observations sur la salinité des océans ont été formulées depuis la fin du XIX^e siècle par les croisières de recherche. La couverture de ces observations est cependant plus éparse que les observations sur la température, car la salinité est plus difficile à mesurer que la température. Les observations de la salinité des océans sur les plateaux continentaux bordant le Canada sont faites principalement au moyen de profils verticaux pris par les navires de recherche, complétées par des séries chronologiques continues à partir d’instruments amarrés dispersés.

Dans le contexte mondial, selon les projections du modèle climatique du CMIP5, les régions subtropicales ayant une salinité à la surface de la mer élevée, dominées par l’évaporation nette, deviendraient plus salines à mesure que le siècle avancera. Les régions à haute latitude ayant une salinité plus faible à la surface de l’océan devraient faire l’objet d’une dessalure au cours du siècle prochain (Collins et coll., 2013²⁰).

Pour le Pacifique Nord-Est, au large du Canada, les projections futures indiquent une dessalure importante d’ici le milieu du siècle (voir la figure 7.12), avec peu de changement dans la structure spatiale dans un scénario d’émission moyenne (RCP4.5) ou élevée (RCP8.5) (Christian et Foreman, 2013¹⁶).

Une dessalure importante d’ici le milieu du siècle pour l’Atlantique Nord-Ouest est également prévue dans les scénarios d’émissions moyennes (RCP4.5) et élevées (RCP8.5) (voir la figure 7.12; également Loder et coll., 2015⁹⁴). En revanche, la salinité accrue est prévue dans le tourbillon subtropical, accroissant ainsi la différence quant à la salinité entre les deux tourbillons océaniques de l’Atlantique Nord. La différence accrue est importante, car de petits changements dans la limite entre les tourbillons océaniques feront varier la salinité locale (et, éventuellement, la stratification et la circulation). La limite du passage de l’augmentation à la diminution des tendances de salinité se situe généralement autour de 40° de latitude nord (Loder et coll., 2015⁹⁴), mais il y a des différences importantes entre les projections pour cette région par rapport aux différents modèles du CMIP5; par conséquent, le niveau de confiance dans le regroupement des projections de la salinité de la surface de la mer est faible. Un modèle climatique à haute résolution prévoit des changements beaucoup plus importants de la salinité au fond de l’océan, sur le plateau continental, dans le sud du Canada atlantique (c.-à-d. le plateau néo-écossais), ce qui donne à penser que les projections du CMIP5 relatives aux changements climatiques pour le plateau continental de l’Atlantique Nord-Ouest entre le cap Hatteras et les Grands Bancs pourraient sous-estimer les changements de salinité prévus (Saba et coll., 2016¹²⁸). Les modèles mondiaux du CMIP5 ne résolvent pas la topographie du plateau continental ni la structure spatiale de l’océan qui le recouvre. Les modèles mondiaux du CMIP5 ne résolvent pas adéquatement la séparation du Gulf Stream au large du cap Hatteras, en Caroline du Nord. Par conséquent, la position du Gulf Stream est trop au nord dans les simulations des modèles du climat océanique régional passé et présent.

Les pertes continues prévues de glace marine ajouteront de l’eau de fonte douce à l’océan (voir l’encadré 7.3), ce qui, combiné à l’augmentation prévue des précipitations (voir le chapitre 4, section 4.3.1.3), aura une incidence sur l’apport d’eau douce dans l’océan Arctique. Les simulations du modèle mondial du CMIP5 projettent une eau comportant moins de sel (diminution d’environ 2 d’ici le milieu du siècle) près de la surface de l’océan dans la mer de Beaufort et la région au nord de l’archipel Arctique canadien dans le cadre du scénario d’émissions élevées (RCP8.5) (voir la figure 7.12). Le schéma spatial de la salinité en surface montre une dessalure accrue à une distance au nord du côte dans la mer de Beaufort (Steiner et coll., 2015¹³⁸). Une simulation de modèle à haute résolution pour l’archipel Arctique canadien prévoit une forte variabilité décennale de la salinité en surface, mais sans tendance claire au milieu du siècle (Hu et Myers, 2014⁷¹). Le transport vers le sud de l’eau douce qui est actuellement bloquée dans la glace marine dans l’Arctique contribuera à l’expansion vers le sud de l’eau de faible salinité au large du Canada atlantique. Avec moins de glace marine saisonnière, ce mécanisme de transport devrait s’affaiblir et, une fois qu’il n’y aura plus de couverture de glace saisonnière, il finira par disparaître.

Pour résumer, il y a eu une légère dessalure à long terme des eaux de la partie supérieure océanique dans la plupart des régions au large du Canada en raison de divers facteurs liés aux changements climatiques anthropiques, en plus de la variabilité naturelle à l’échelle décennale (degré de confiance moyen). La salinité a augmenté sous la surface dans certaines zones de latitude moyenne, ce qui indique un déplacement vers le nord de l’eau subtropicale plus salée (degré de confiance moyen). Ces énoncés de confiance sont fondés sur la concordance des observations recueillis sur place de grande qualité de la salinité en surface et en subsurface, tirées des bases de données du MPO. Le nombre d’emplacements ayant une longue série chronologique est plus limité que celui de la température des océans, ce qui réduit le niveau de confiance dans la représentativité à plus grande échelle des tendances. La variabilité décennale naturelle est comparable sur le plan de l’ampleur aux changements à long terme de la salinité des océans dans la plupart des zones, ce qui réduit également le niveau de confiance dans les tendances. Les observations de l’océan Arctique dans son ensemble indiquent une dessalure dans la plupart des zones, mais une salinité accrue dans d’autres. Compte tenu du manque de données, aucun énoncé de confiance n’a été formulé sur les tendances relatives aux changements climatiques dans l’Arctique.

La dessalure de la surface océanique devrait se poursuivre dans la plupart des régions au large du Canada pendant le reste du siècle, selon divers scénarios d’émissions, en raison de l’augmentation des précipitations et de la fonte de la glace terrestre et marine (degré de confiance moyen). Toutefois, on s’attend à une augmentation de la salinité dans les eaux du plateau continental au sud du Canada atlantique en raison du déplacement vers le nord de l’eau subtropicale (degré de confiance moyen). La dessalure et le réchauffement de la partie supérieure océanique devraient accroître la stratification verticale de la densité de l’eau, ce qui aura une incidence sur la séquestration des gaz à effet de serre dans les océans, les niveaux d’oxygène dissous et les écosystèmes marins. Ces énoncés de confiance sont fondés sur l’analyse de six projections des modèles du CMIP5 de la salinité à la surface de la mer pour les océans bordant le Canada et des études sur le modèle régional. Il y a des différences quant à l’ampleur du changement de salinité entre les projections des modèles du CMIP5 dans l’Atlantique Nord-Ouest, ce qui signifie qu’il y a plus d’incertitude dans les projections pour cette région.

Comme c’est le cas à l’échelle mondiale, l’évaluation des changements historiques liés aux vents et aux tempêtes pour les océans bordant le Canada est entravée par des preuves limitées, en partie en raison des rares observations et des défis liés à l’intégration des premières observations marines, des enregistrements instrumentaux et des données satellitaires. Toutefois, il y a des signes d’un léger déplacement vers le nord des trajectoires des tempêtes d’environ 180 km au-dessus de l’océan Atlantique Nord (60° à l’ouest à 10° à l’est) et d’environ 260 km pour le Canada dans son ensemble (120° à l’ouest à 70° à l’ouest) pour la période de 1982 à 2001 par rapport à celle de 1958 à 1977 (Wang et coll., 2006¹⁵⁶). Cette tendance concorde avec les évaluations mondiales selon lesquelles un déplacement vers le pôle des trajectoires de tempêtes et du courant-jet depuis les années 1970 a été observé (Wu et coll., 2012¹⁵⁹; Hartmann et coll., 2013⁶³) et devrait se poursuivre tout au long de ce siècle (Colins et coll., 2013²⁰). Le déplacement vers les pôles entraîne une diminution modeste prévue de la vitesse du vent et de la hauteur des vagues dans les zones marines du Canada atlantique (Casas-Prat et coll., 2018¹²).

Une tendance à la hausse de la fréquence des tempêtes extrêmes d’automne (d’octobre à décembre) (systèmes de la pression centrale à basse pression de moins de 980 hPa) sur la période de 1958 à 2010 a été observée dans les zones marines du Canada atlantique, mais il n’y a aucune tendance statistiquement significative pour les tempêtes extrêmes d’autres saisons pour les côtes de l’Atlantique et du Pacifique du Canada (Wang et coll., 2016¹⁵²). Cela concorde avec la recherche qui a démontré que les activités humaines ont contribué à une tendance de la hausse observée dans l’activité des ouragans de l’Atlantique Nord depuis les années 1970 (Kossin et coll., 2017⁸⁵). Les projections modélisées des tempêtes de la fin de l’été et de l’automne au large du Canada atlantique portent à croire qu’il y a un léger déplacement vers le nord des trajectoires des tempêtes et une réduction modeste de l’intensité des tempêtes, bien que les tempêtes extrêmes puissent être d’une intensité accrue (Jiang et Perrie, 2007⁸¹, 2008⁸²; Perrie et coll., 2010¹¹⁶; Guo et coll., 2015⁵⁵).

Pour l’Arctique au-dessus de 75^e latitude nord, une tendance à la hausse de la fréquence et de l’intensité des tempêtes a été observée dans tous les ensembles de données à long terme couvrant les périodes de 1958 à 2010 ou de 1900 à 2010 (voir Wang et coll., 2016¹⁵²). Cette tendance est indépendante des différentes méthodes d’identification et d’analyse des tempêtes et correspond à la tendance croissante de la hauteur des vagues de surface océanique dans cette région, comme le montrent les données satellitaires (Francis et coll., 2011⁴²; Liu et coll., 2016⁹¹) et les données de la nouvelle analyse des vagues (Wang et coll., 2015¹⁵⁵; voir également la section 7.4.2). Toutefois, les observations sont rares dans la région de l’Arctique, ce qui réduit notre niveau de confiance dans les tendances de tempêtes de cette région. On prévoit une augmentation de la vitesse des vents de surface au-dessus des secteurs canadiens de l’océan Arctique, en grande partie en raison de la diminution prévue de la glace marine (Casas-Prat et coll., 2018¹²).

Les vagues constituent une caractéristique physique importante de la surface de l’océan qui influe sur les flux d’énergie, de chaleur et de gaz entre l’atmosphère et l’océan, ainsi que sur la sécurité et le transport maritimes. Les vagues de surface sont générées par le forçage du vent, et la « hauteur significative des vagues » est une mesure à peu près égale à la moyenne du tiers le plus élevé des hauteurs des vagues. Des séries chronologiques mondiales et régionales des caractéristiques des vagues sont tirées des données des bouées, des rapports d’observation volontaire des navires, des mesures satellitaires ainsi que de la nouvelle analyse et des simulations rétrospectives des vagues modélisées (c.-à-d. des simulations des conditions passées à l’aide d’observations d’autres variables climatiques).

Dans l’Arctique, au cours de la période de 1970 à 2013, les hauteurs de vagues importantes ont augmenté au‑dessus de la mer de Beaufort canadienne vers l’ouest jusqu’au nord de la mer des Tchouktches en septembre, la hauteur moyenne des vagues régionales des mers de Beaufort, des Tchouktches et de Sibérie ayant augmenté significativement de 3 % à 8 % par décennie pendant la période de juillet à septembre (Wang et coll., 2015¹⁵⁵). Ces tendances portent à croire que l’augmentation de l’énergie des vagues pourrait constituer un mécanisme pour briser la glace marine et accélérer le recul des glaces (Thomson et Rogers, 2014¹⁴¹; Wang et coll., 2015¹⁵⁵); toutefois, le taux de réduction de la glace marine pourrait également être amélioré par le mélange des vagues dans la partie supérieure océanique, ce qui entraînerait un dégagement de chaleur supplémentaire (Smith et coll., 2018¹³⁵). Pour les régions qui connaissent une perte de glace marine (voir le chapitre 5, section 5.3), des augmentations saisonnières importantes des vagues sont prévues pour l’avenir (Casas-Prat et coll., 2018¹²). La réduction de la couverture de glace marine entraînera de plus grandes distances d’eau libre pour permettre aux vagues de traverser et, avec une direction moyenne des vagues vers le sud pour l’océan Arctique, ce qui se traduira par une augmentation des répercussions des vagues sur l’infrastructure et les collectivités côtières de l’Arctique canadien.

En ce qui concerne les eaux au large de la côte du Pacifique, une analyse des relevés sur les vagues provenant des bouées a révélé que les hauteurs des vagues dans la région au large de la Colombie‑Britannique ont diminué considérablement au cours des trois à quatre dernières décennies en été et ont augmenté légèrement en hiver, ce qui montre de légères tendances annuelles à la baisse (Gemmrich et coll., 2011⁴⁷). Les mêmes tendances et le caractère saisonnier des tendances sont évidentes dans d’autres études (Wang et Swail, 2001¹⁵⁰) et devraient également se poursuivre à l’avenir (Wang et coll., 2014¹⁵⁴; Casas-Prat et coll., 2018¹²; Erikson et coll., 2015³⁶). L’augmentation de la hauteur des vagues en hiver dans cette région est également constatée dans les observations des navires d’observation bénévoles (NOB) de 1958 à 2002, mais ces résultats montrent des augmentations beaucoup plus importantes (Gulev et Griforieva, 2006⁵⁴). La raison de la différence entre les résultats des NOB et d’autres sources est incertaine.

Au cours du dernier demi-siècle, la tendance à grande échelle des hauteurs des vagues de l’Atlantique Nord est caractérisée par des augmentations dans l’Atlantique Nord-Est, ainsi que des diminutions dans les latitudes moyennes de l’Atlantique Nord en hiver (Wang et Swail, 2001¹⁵⁰, 2002¹⁵¹; Wang et coll., 2012¹⁵²; Bromirski et Cayan, 2015⁸). Pour les eaux au large du Canada atlantique, de petites augmentations (environ 2 cm par décennie) de la hauteur des vagues en été et des diminutions négligeables en hiver ont été observées pour la période de 1948 à 2008 (Bromirski et Cayan, 2015⁸). Des tendances semblables sont également constatées dans d’autres études d’observation des vagues (Wang et Swail, 2001¹⁵⁰, 2002¹⁵¹). Ces résultats diffèrent des observations faites par les NOB pour la période de 1958 à 2002, qui montrent des augmentations en hiver d’environ 0,1 m par décennie pour les eaux au large du Canada atlantique (Gulev et Griforieva, 2006⁵⁴), et la raison de cet écart n’est pas claire. Des diminutions modestes de la hauteur des vagues dans la région au large du Canada atlantique sont prévues au cours du prochain siècle (Wang et coll., 2014¹⁵⁴; Casas-Prat et coll., 2018¹²). Dans le golfe du Saint-Laurent, les projections à l’échelle réduite indiquent une diminution de la hauteur moyenne significative des vagues en été et une augmentation de la hauteur des vagues en hiver, la réduction de la glace marine saisonnière jouant un rôle important (Long et coll., 2015⁹⁵; Perrie et coll., 2015¹¹⁵; Wang et coll., 2018¹⁴⁹).

Pour résumer, les tendances significatives constantes des vents, des tempêtes et des vagues n’ont pas été observées pour la plupart des eaux au large du Canada, en partie en raison des données limitées et des effets importants de la variabilité naturelle. Les données à long terme sont très limitées, ont tendance à avoir une résolution spatiale très grossière et ne couvrent pas les zones près des côtes. Un léger déplacement vers le nord des trajectoires des tempêtes, ainsi qu’une diminution de la vitesse des vents et de la hauteur des vagues au large du Canada atlantique, a été observé, ce qui devrait se poursuivre (degré de confiance faible). Au large de la côte du Pacifique, on a observé une augmentation de la hauteur des vagues en hiver et une diminution en été, et ces tendances devraient se poursuivre à l’avenir (degré de confiance faible). Ces énoncés de confiance reflètent la quantité limitée de documents publiés sur les vents et les vagues dans les régions marines au large du Canada, le manque de données historiques de grande qualité et les écarts dans les tendances provenant de différents ensembles de données.

La hauteur des vagues de surface et la durée de la saison des vagues dans l’Arctique canadien ont augmenté depuis 1970 et devraient continuer d’augmenter au cours du siècle à mesure que la glace marine diminue (degré de confiance élevé). Au large de la côte est du Canada, les régions qui ont actuellement de la glace marine saisonnière devraient également connaître une augmentation de l’activité des vagues à l’avenir, à mesure que la durée de la glace saisonnière diminue (degré de confiance moyen). Le présent message clé est fondé sur les séries chronologiques limitées sur les vagues dans les régions ayant une couverture de glace saisonnière et peu d’études régionales; toutefois, il existe de solides preuves des tendances passées et des projections de diminution de la glace marine dans l’Arctique et au Canada atlantique (voir le chapitre 5, section 5.3). Une activité de vagues accrue découlant de la réduction de la glace marine est fondée sur la modélisation des résultats et du jugement d’experts concernant la compréhension des processus d’interaction entre l’air et la mer.

Mondialement, pour la majorité du XX^e siècle (jusqu’en 1990), le niveau moyen de la mer s’élevait à un taux moyen légèrement supérieur à 1 mm par année (moyenne [plage d’incertitude de 90 %] : 1,2 [de 1,0 à 1,4] mm par année [Hay et coll., 2015⁶⁵]; 1,1 [de 0,5 à 1,7] mm par année [Dangendorf et coll., 2017²⁵]). Récemment, le taux d’élévation moyenne du niveau de la mer a augmenté et le taux d’élévation moyenne mondiale du niveau de la mer après 1993 est presque trois fois plus élevé (moyenne [plage d’incertitude de 90 %] : 3,0 [de 2,3 à 3,7] mm par année, de 1993 à 2010 [Hay et coll., 2015⁶⁵]; 3,1 [de 0,3 à 5,9] mm par année, de 1993 à 2012 [Dangendorf et coll., 2017²⁵]).

Les tendances à long terme dans le niveau relatif de la mer observées aux maréographes du Canada varient de façon importante d’un endroit à l’autre. Une partie de la variabilité est attribuable aux facteurs océanographiques touchant l’élévation absolue de la surface de la mer, mais un facteur majeur du changement relatif du niveau de la mer au Canada est le mouvement vertical des terres. L’affaissement des terres augmente le niveau relatif de la mer, alors que le soulèvement des terres fait le contraire. Dans une grande partie du Canada, le soulèvement ou l’affaissement des terres est principalement causé par les effets retardés de la dernière glaciation continentale (âge glacière), appelée l’ajustement isostatique glaciaire (AIG). L’AIG provoque encore des soulèvements dans la croûte continentale de l’Amérique du Nord dans les zones à proximité du centre des anciens glaciers continentaux, comme la baie d’Hudson, et des affaissements dans les régions qui était à la limite des anciens glaciers continentaux, comme la partie sud de la région de l’Atlantique, comme le démontrent les données du système mondial de positionnement (GPS) (voir la figure 7.13). Sur la côte ouest, la tectonique active et, dans le delta du fleuve Fraser, la consolidation des sédiments (Mazzotti et coll., 2009¹⁰¹) contribuent au mouvement vertical des terres.

Dans la région de l’Atlantique, le mouvement vertical mesuré des terres varie entre des taux de soulèvement de 1 à 4,5 mm par année pour les sites du Québec, et des taux d’affaissement allant jusqu’à 2 mm par année à certains endroits en Nouvelle-Écosse (voir la figure 7.13). Sur la côte ouest du Canada, les taux de mouvement vertical varient entre des valeurs négligeables près de Vancouver et un soulèvement de presque 4 mm par année dans la partie centrale de l’île de Vancouver, ainsi que de plus faibles taux de soulèvement plus au nord. La variation la plus importante dans le mouvement vertical des terres est observée dans l’Arctique. Les côtes de la baie d’Hudson se soulèvent à un taux de 10 mm ou plus par année. Des parties importantes des côtes de l’archipel Arctique canadien se soulèvent à un taux de quelques millimètres par année en raison d’une combinaison de l’AIG et de la réponse de la croûte terrestre aux changements actuels de la masse de glace, alors que le littoral de la mer de Beaufort dans l’ouest de l’Arctique s’affaisse en raison de l’AIG à un taux de 1 à 2 mm par année.

Les effets du mouvement vertical des terres sont évidents dans les enregistrements des maréographes (voir la figure 7.14). Lorsque la terre se soulève rapidement en raison de l’AIG, comme à Churchill, au Manitoba (dans la baie d’Hudson), le niveau de la mer a diminué rapidement, à un taux de 9,3 mm par année. Lorsque la terre s’affaisse en raison de l’AIG, comme une grande partie des Maritimes, le sud de Terre-Neuve et le long du littoral de la mer de Beaufort dans les Territoires du Nord-Ouest et au Yukon, le niveau de la mer augmente plus rapidement que la moyenne mondiale. À Halifax, le niveau de la mer a augmenté à un taux d’environ 3,3 mm par année lors du XX^e siècle.

Les projections des changements relatifs au niveau de la mer pour les régions côtières du Canada, fondées sur les projections de modèles du CMIP5 utilisés dans l’ARS du GIEC (Church et coll., 2013¹⁸), tiennent en compte les projections du changement mondial du niveau de la mer, du mouvement vertical des terres, des changements océanographiques dynamiques et de la redistribution de l’eau de fonte des glaciers, des calottes glaciaires et des glaciers continentaux dans les océans (James et coll., 2014⁷⁸, 2015⁷⁹; Han et coll., 2015 b⁶¹, 2015 c⁶²; Zhai et coll., 2015¹⁶⁹; Lemmen et coll., 2016⁸⁷). Ce qui suit donne une brève description des facteurs contribuant au changement du niveau de la mer.

La hauteur de la surface des océans varie selon des échelles de temps, de quelques secondes à des heures, à des années, en raison des vagues, des marées et de la circulation atmosphérique et océanique. Ces variations peuvent découler des modes de variabilité climatique interne à grande échelle (ENSO, oscillation décennale du Pacifique et oscillation de l’Atlantique Nord; voir l’encadré 2.6), du réchauffement saisonnier ainsi que du ruissellement, des tempêtes et des changements dans la circulation océanique. Des événements ENSO extrêmes peuvent entraîner des changements du niveau de la mer pour le littoral de quelques dizaines de centimètres (voir la figure 7.14; voir les niveaux de crue aux sites de Colombie-Britannique à la fin de 1997 et au début de 1998). Le cycle ENSO peut s’intensifier avec le réchauffement mondial (Cai et coll., 2014¹⁰) et cela pourrait générer de plus importants niveaux d’eau maximaux lors d’événements El Niño sur la côte ouest du Canada. Ensemble, ces facteurs, superposés au cycle des marées, produisent une variabilité qui cause un changement substantiel des niveaux d’eau maximaux au cours de l’année ainsi que d’année en année.

L’une des conséquences les plus graves de l’élévation du niveau de la mer est son effet sur le niveau de l’eau extrêmement élevé pour le littoral et les inondations. Ces événements sont généralement associés à des ondes de tempête qui coïncident avec les marées hautes (vois l’encadré 7.5). Les ondes de tempête peuvent atteindre une hauteur de 1 m ou plus au-dessus du niveau de la marée haute (Bernier et Thompson, 2006⁵; Han et coll., 2012⁶⁰; Ma et coll., 2015⁹⁸; Manson et Solomon, 2007⁹⁹; Thomson et coll., 2008¹⁴²), avec la montée des vagues ajoutant à l’étendue de l’inondation. Dans les endroits où il est projeté que le niveau relatif de la mer s’élèvera, on prévoit que des niveaux de mer extrêmement élevés (combinaison de la marée et de l’onde) seront encore plus élevés et ce, plus fréquemment, à l’avenir.

L’effet d’une élévation du niveau de la mer sur les niveaux de l’eau extrêmes est illustré pour Halifax (voir la figure 7.19). Le niveau de la mer s’est élevé à Halifax et les niveaux d’eau dépassant le niveau d’inondation de 2,3 m (ligne rouge dans la figure 7.19) ont augmenté au cours du XX^e siècle et au début du XXI^e siècle. Le dossier montre que, pour ce niveau d’inondation particulier, 131 inondations se sont produites selon le dossier historique (de 1901 à 2018), tandis que pour un niveau d’inondation de 2,1 m (ligne magenta) il y a eu 596 inondations, ce qui est quatre fois de plus. Une élévation de 20 cm du niveau moyen de la mer, qui devrait se produire d’ici deux ou trois décennies à Halifax pour tous les scénarios d’émissions (figure 7.17), veut dire qu’on peut donc s’attendre à une augmentation des inondations de 2,3 m à cet endroit par environ le même facteur multiplicateur de quatre. De manière générale, une projection d’élévation du niveau moyen de la mer est prévue d’augmenter le nombre d’événements extrêmes du niveau d’eau à un niveau d’inondation donné en plus d’augmenter la hauteur maximale d’inondation (Church et coll., 2013¹⁸). Par exemple, d’importants événements, ayant des répercussions, comme le niveau d’eau atteint une fois tous les 50 ans à Halifax par le passé, peuvent se produire aussi fréquemment que tous les deux ans d’ici le milieu du siècle selon l’élévation relative du niveau de la mer causée par un scénario d’émissions élevées (Atkinson et coll., 2016²).

Une augmentation dans la fréquence ou l’intensité des tempêtes contribuerait à augmenter davantage le nombre d’événements extrêmes de niveau de l’eau; cependant, projeter ces augmentations est difficile parce que les projections de tempêtes spécifiques aux régions ne sont pas solides (Hartmann et coll., 2013⁶³; voir la section 7.4.1). Même si plus d’énergie thermique dans une atmosphère plus chaude devrait mener à une augmentation du nombre de tempêtes à l’échelle mondiale, le nombre de tempêtes peut augmenter ou non dans une région donnée, selon les régions d’où proviennent les tempêtes et les trajectoires de celles-ci. Les projections de changements de la hauteur des vagues dans les océans qui bordent le Canada sont également incertaines (voir la section 7.4.2), mais là où les vents et les vagues poussées par les vents augmentent, la formation et la montée des vagues (le niveau maximal que les vagues atteignent) augmenteront également (voir l’encadré 7.5). De plus grandes vagues ont généralement un pouvoir d’érosion et un potentiel de dommage plus importants.

La réduction de la couverture de glace marine (voir chapitre 5, section 5.3) a également d’importantes conséquences pour les vagues poussées par le vent (voir la section 7.4.2), les ondes de tempêtes et les niveaux d’eau extrêmement élevés. La glace marine dans le littoral empêche les vagues de se briser directement sur le rivage et réduit la montée des vagues (Forbes et Taylor, 1994⁴¹; Allard et coll., 1998¹). La glace au large reflète les vagues et réduit leur hauteur avant qu’elles n’atteignent le rivage (Wadhams et coll., 1988¹⁴⁸; Squire, 2007¹³⁷). Une plus grande quantité d’eau libre entraîne de plus grandes vagues, même si les vents sont inchangés (p. ex. Lintern et coll., 2011⁹⁰). Une augmentation des vents au-dessus de l’eau libre et des vagues plus hautes, découlant de la réduction de la glace marine qui, autrement, aurait diminué les ondes de tempête, conduit à des niveaux extrêmes d’eau encore plus élevés. Donc, dans les régions où on prévoit que la glace marine continuera de diminuer, comme dans le Canada atlantique en hiver et au printemps (Han et coll., 2015 a⁵⁹) et l’Arctique pendant l’été et l’automne, il y a un potentiel d’augmentation des niveaux d’eau extrêmement élevés en raison de la montée des vagues et des ondes de tempête plus fortes.

Pour résumer, le niveau moyen mondial de la mer a augmenté et on prévoit qu’il continuera d’augmenter de plusieurs dizaines de centimètres, dépassant possiblement un mètre, d’ici 2100. Cela est principalement attribuable à l’expansion thermique des océans et à l’eau retournée aux océans provenant des glaciers et des nappes glaciaires en constante décroissance. Partout au Canada, cependant, on prévoit que le niveau relatif de la mer augmentera ou diminuera, selon l’élévation mondiale du niveau de la mer et le mouvement local et vertical des terres. En raison de l’affaissement postglaciaire des terres, il est prévu que certaines parties du Canada atlantique subissent un plus grand changement du niveau relatif de la mer que la moyenne mondiale lors du prochain siècle (confiance élevée). Cette énoncé de confiance est fondée sur une solide compréhension mécanique des processus contrôlant les niveaux relatifs et mondiaux de la mer. Une incertitude demeure au sujet de l’ampleur de certaines sources du niveau mondial de la mer, surtout les projections sur la quantité d’eau libérée par l’Inlandsis de l’Antarctique. Tous les scénarios d’émissions devraient entraîner une augmentation mondiale moyenne du niveau de la mer, dont l’ampleur du changement diverge entre les scénarios dans la seconde moitié du XXI^e siècle. Les mesures du mouvement vertical des terres sont cohérentes sur les échelles spatiales générales, ce qui contribue à la confiance dans les projections relatives du niveau de la mer. Des mesures d’adaptation doivent être personnalisées aux projections locales du changement du niveau relatif de la mer.

Là où on prévoit une élévation relative du niveau de la mer (la plupart des côtes de l’Atlantique et du Pacifique ainsi que la côte de Beaufort en Arctique), la fréquence et l’ampleur des événements extrêmes de niveau d’eau élevé augmenteront (degré de confiance élevé). Cela entraînera une augmentation des inondations, ce qui devrait causer des dommages à l’infrastructure et à l’écosystème de même qu’à l’érosion du littoral, mettant les collectivités à risque. Cet énoncé de confiance est fondée sur les mesures à long terme du niveau de la mer le long du littoral et la compréhension mécanique des processus contrôlant les événements extrêmes du niveau d’eau. On prévoit que des niveaux de marée haute extrême (combinaison de la marée et de l’onde) seront plus élevés et plus fréquents dans le futur où il y aura une élévation relative du niveau de la mer. Pour l’instant, les projections de l’intensité et la fréquence des tempêtes régionales ne sont pas solides; donc, leur contribution potentielle aux changements concernant les événements extrêmes du niveau de l’eau est incertaine.

On prévoit que les événements de niveau d’eau extrêmement élevé deviendront plus importants et plus fréquents dans les endroits, et pendant les saisons, où il y a une augmentation d’eau libre le long des côtes canadiennes de l’Atlantique et de l’Arctique, en conséquence de la diminution de la couverture de la glace marine, menant à une augmentation de l’activité des vagues et à des ondes de tempêtes plus importantes (degré de confiance élevé). La déclaration de confiance est fondée sur une compréhension mécanique des processus contrôlant les événements extrêmes du niveau d’eau et sur le jugement des experts. Ce résultat est appuyé par le chapitre 5, qui témoigne de baisses importantes de la glace marine estivale dans la zone observée de l’Arctique canadien, alors que la zone de glace marine hivernale diminue dans l’est du Canada (p. ex. golfe du Saint-Laurent). On prévoit que la glace marine continuera de diminuer dans l’Arctique canadien et des réductions supplémentaires de la glace marine saisonnière sont prévues pour l’est du Canada (chapitre 5, section 5.3.2).

Une augmentation de la concentration atmosphérique de CO₂ ne contribue pas seulement au réchauffement par effet de serre du système climatique mondial, elle a également un effet sur le cycle du carbone dans l’océan (voir l’encadré 7.6) et modifie la chimie fondamentale des océans. L’océan a absorbé plus d’un quart du CO₂ produit par les activités humaines, principalement de la combustion de combustibles fossiles, depuis le début de l’ère industrielle (Sabine et coll., 2004¹²⁹; Rhein et coll., 2013¹²⁵; Jewett et Romanou, 2017⁸⁰). Même si cette absorption a aidé à ralentir les changements climatiques anthropiques, cela a également entraîné une augmentation de l’acidité des océans (appelé acidification des océans).

L’acidification a lieu après que le CO₂ atmosphérique est transféré dans la surface de l’océan, où il se dissout et forme de l’acide carbonique. Ce processus cause une diminution de pH et de la concentration en ions carbonate (CO₃^{2 –}), une composante de base des organismes avec des coquilles et des squelettes de carbonate de calcium (CaCO₃). Ce processus entraîne également une diminution du taux de saturation de l’océan (une mesure du potentiel thermodynamique pour un minéral particulier de prendre une forme solide ou de se dissoudre) en ce qui concerne le CaCO₃. Ces changements peuvent donner à l’eau de mer un effet corrosif sur les coquilles et les squelettes en les dissolvant, en inhibant leur croissance ou en leur exigeant une plus grande demande en énergie pour croître. L’acidification des océans peut avoir de nombreux autres effets néfastes pour les organismes marins, y compris l’augmentation de la mortalité des jeunes, le changement de comportement, les changements de la chaîne alimentaire, la réduction des habitats propices pour certaines espèces et l’augmentation de la prolifération d’algues nuisibles (Haigh et coll., 2015⁵⁶).

Des observations confirment que le pH, une mesure de l’acidité, varie aujourd’hui entre 7,95 et 8,35 (moyenne de 8,11) dans les eaux de surface des eaux libres (Feely et coll., 2009³⁸). Mondialement, le pH⁵ des eaux de surface de l’océan a diminué de 0,1 depuis le début de l’ère industrielle (Rhein et coll., 2013¹²⁵). La plus importante diminution a eu lieu dans le nord de l’Atlantique Nord et la moins importante diminution a eu lieu dans le Pacifique Sud subtropical (Sabine et coll., 2004¹²⁹). Les océans n’ont pas subi de changement de pH aussi rapides depuis au moins 66 millions d’années et possiblement jusqu’à 300 millions d’années (Hönisch et coll., 2012⁷⁰). Certains événements d’acidification dans l’histoire de la Terre ont mené certaines espèces à disparaître et d’autres à un lent rétablissement (Hönisch et coll., 2012⁷⁰). Cela soulève de sérieuses préoccupations au sujet de la résilience des écosystèmes marins quant à l’augmentation du CO₂ atmosphérique.

Les eaux côtières et du littoral sont touchées par les mêmes processus que les eaux libres de l’océan et sont de plus touchées par les apports d’eau douce des rivières, des eaux de fonte des glaciers et de la fonte de la glace marine qui diminuent la capacité des eaux côtières d’amortir l’effet du CO₂, ce qui les rend plus vulnérables à l’acidification (Ianson et coll., 2016⁷⁵; Moore-Maley et coll., 2016¹⁰⁵; Azetsu-Scott et coll., 2014⁴). Un autre facteur dans certaines régions côtières est l’apport en nutriments provenant des activités humaines et industrielles par l’intermédiaire des rivières et d’autres ruissellements, ce qui augmente la production primaire dans les eaux du littoral. Par conséquent, diverses formes d’organismes planctoniques et leurs produits de décomposition sont consommés par des bactéries qui contribuent à l’acidification locale de l’océan et diminuent la concentration en oxygène (voir la section 7.6.2) par l’intermédiaire de la respiration bactérienne, ce qui produit du CO₂.

Chaque région marine du Canada (Pacifique, Arctique et Atlantique) a des facteurs distincts qui touchent le degré de l’acidification des océans et ces régions sont reliées entre elles par la configuration de la circulation océanique (voir la section 7.1). Les niveaux de carbone dissous dans le nord-est du Pacifique sont naturellement élevés en raison de la circulation méridienne de retournement dans l’océan mondial (Feely et coll., 2008³⁹). Dans cette région, l’eau située en dessous de la couche mélangée en hiver a traversé les profondeurs de l’océan pendant des années, voire décennies (sans contact avec l’atmosphère), accumulant des matières organiques supplémentaires provenant de la production biologique lourde qui se décompose en nutriments et en CO₂ (Feely et coll., 2004⁴⁰). La remontée d’été à cet endroit amène cette eau riche en nutriments et en CO₂ à la surface et cause des périodes intermittentes de pH exceptionnellement faible (7,6) à une profondeur océanique de moins de 100 m (Ianson et coll., 2003⁷⁴, 2009⁷⁶; Haigh et coll., 2015⁵⁶). Ces processus créent un système ayant une variabilité considérable dans le temps et l’espace. Le problème principal concernant l’acidification de l’océan dans cette région est que les eaux remontées auront de plus en plus de CO₂ et un pH plus faible dans le futur (Feely et coll., 2008³⁹).

L’archipel Arctique canadien (Chierici et Fransson, 2009¹⁵) et le bassin Canada de l’océan Arctique (Yamamoto-Kawai et coll., 2009¹⁶⁰) sont les premières régions océaniques au large des côtes du Canada qui démontre un faible taux de saturation; voulant dire, ayant des eaux de surface corrosives. L’augmentation observée de l’acidité provenant des émissions mondiales de CO₂ s’est élevée dans l’océan Arctique par une augmentation rapide d’apport en eau douce provenant de la fonte accélérée des glaces et un plus grand apport d’eau de rivière, ce qui a réduit le taux de saturation de CaCO₃. De plus, dans les eaux froides de l’Arctique, les coquilles de CaCO₃ sont encore plus solubles, ce qui rend les organismes à coquilles particulièrement vulnérables aux effets de l’acidification. Les changements rapides devraient continuer pour l’océan Arctique entourant le Canada et cette région devrait être la première dont les eaux de surface subiront la sous-saturation (Feely et coll., 2009³⁸).

Dans la partie centrale de la mer du Labrador, la convection profonde pendant la période hivernale transporte le CO₂ anthropique à une profondeur allant jusqu’à 2300 m (Azetsu-Scott et coll., 2010³). L’échantillonnage annuel de la mer du Labrador depuis 1996 a démontré une diminution régulière du pH (de 0,029 par décennie) dans une couche de 150 à 500 m en dessous de la surface, ventilée chaque année par le mélange vertical se produisant pendant l’hiver (voir la figure 7.21). Plus au sud, le pH des eaux de fonds dans l’estuaire maritime du Saint-Laurent (dans le golfe du Saint-Laurent; voir la figure 7.4) a diminué de 0,2 à 0,3 depuis les années 1930 (taux de 0,021 par décennie; voir la figure 7.21), ce qui est une diminution plus importante que celle qui est attribuée à l’absorption du CO₂ anthropique (Mucci et coll., 2011¹⁰⁷). La diminution du pH a été accompagnée par une diminution du taux de saturation en CaCO₃.

Les eaux du plateau néo-écossais ont les plus bas taux de saturation de toute la région de la Nouvelle-Angleterre/Nouvelle-Écosse (à l’exception d’événements ponctuels dans le littoral) en raison des températures froides de l’eau en hiver (Gledhill et coll., 2015⁵¹). Comme dans les autres régions, le taux de saturation est modifié par les processus biologiques saisonniers (Shadwick et coll., 2011¹³³). Un résumé de la tendance à long terme des échantillons prélevés dans la couche de surface des océans au-dessus du plateau et du talus néo-écossais indique que le pH est en baisse à un taux de 0,026 par décennie; cependant, il y a un niveau élevé d’incertitude dans les données recueillies avant les années 1990 (avant l’établissement de protocoles et normes internationaux) (Dickson et coll., 2007³⁰). Pour la période de 1995 à 2014, la tendance sur le plateau néo-écossais est la diminution du pH à un taux de 0,044 par décennie (voir la figure 7.21).

La configuration de la circulation reliant les régions océaniques du Canada est également importante pour comprendre les différences dans l’acidité (voir la section 7.1). Les niveaux naturellement élevés de carbone dissous dans les eaux du nord-est du Pacifique entraînent une entrée d’eau dans l’ouest de l’océan Arctique (par le détroit de Béring) avec un faible taux de saturation. Le taux de saturation de l’eau de l’océan Pacifique est diminué davantage par l’ajout de l’eau de fonte de la glace marine et de l’apport des rivières, de même que la respiration de la matière organique, dans l’océan Arctique. Le flux coulant de l’archipel Arctique canadien vers l’est de l’Arctique peut être retracé le long de la baie de Baffin et le détroit de Davis jusqu’au nord-ouest de l’océan Atlantique. Alors que le mélange local dans le nord de la mer du Labrador modifie ce flux de l’Arctique, de faibles taux de saturation peuvent encore être trouvés au-dessus du plateau de Terre-Neuve et du Labrador (Azestu-Scott et coll., 2010³; Yamamoto-Kawai, 2009¹⁶⁰). Dans la région de l’Atlantique, les flux variant avec les saisons provenant des régions du golfe du Saint-Laurent et du plateau de Terre-Neuve et du Labrador amènent de l’eau plus douce et plus froide au plateau néo-écossais et dans le golfe du Maine, ce qui crée une augmentation saisonnière de l’acidification des océans.

Selon tous les scénarios d’émissions futures pour le XXI^e siècle, l’acidification mondiale des océans devrait continuer d’augmenter dans la partie supérieure des océans, avec le pH qui devrait se stabiliser et rester au-dessus du taux de saturation selon le scénario de faibles émissions (RCP2.6) (Bopp et coll., 2013⁶). Le scénario d’émissions élevées (RCP8.5) entraînerait une sous-saturation d’ici le milieu du siècle dans les eaux de surface de l’Arctique.

La teneur en oxygène de l’océan est importante parce qu’elle limite la productivité biologique, la biodiversité et les cycles biogéochimiques (Breitburg et coll., 2018⁷). Les eaux ayant de faibles concentrations en oxygène sont décrites comme étant « hypoxiques » (concentration en oxygène dissous inférieure à 61 μmol/kg) alors que celles dépourvues d’oxygènes sont décrites comme étant « anoxiques » (concentration en oxygène dissous à zéro). Alors que les océans mondiaux se réchauffent en raison des changements climatiques anthropiques, on peut s’attendre à une perte d’oxygène dissous (Gruber, 2011⁵³). La raison pour cela au grand large est double. D’abord, comme la température des océans augmente, la solubilité de l’oxygène diminue et donc, la capacité de l’océan à retenir de l’oxygène diminue. Ensuite, l’augmentation de la stratification des eaux de surface causée par le réchauffement et l’adoucissement de l’eau de surface (voir l’encadré 7.4) tend à réduire le mélange vertical et la ventilation de la thermocline principale (une couche de l’océan où la température change rapidement avec la profondeur), ce qui entraîne une diminution de l’approvisionnement en oxygène des eaux de surface vers les couches d’eau inférieures. L’océan mondial a perdu environ 2 % de son oxygène depuis 1960, avec d’importantes variations entre les bassins océaniques et à diverses profondeurs (Schmidtko et coll., 2017¹³¹). Pour la partie en surface de l’océan, au cours de la période de 1958 à 2015, les tendances de concentration en oxygène et de contenu thermique de l’océan sont fortement en corrélation (Ito et coll., 2017⁷⁷).

Il n’y a qu’un accord qualitatif entre les modèles informatiques et les observations en ce qui concerne la quantité de la perte d’oxygène dans les eaux de surface. Les modèles du CMIP5 simulent constamment un déclin dans l’inventaire d’oxygène dissous mondial, équivalent à environ la moitié seulement des estimations fondées sur les observations et prévoient également différents modèles spatiaux de changement de l’oxygène (Schmidtko et coll., 2017¹³¹; Bopp et coll., 2013⁶; Oschlies et coll., 2008¹¹⁰). Cela suggère que les mécanismes du déclin de l’oxygène ne sont pas bien représentés dans les modèles actuels des océans.

Les activités humaines peuvent jouer un rôle majeur dans les changements de l’oxygène dissous dans les eaux côtières, ce qui peut être exacerbé par les répercussions des changements climatiques anthropiques. Les eaux côtières et intérieures sont particulièrement vulnérables aux tendances de la diminution de l’oxygène (Gilbert et coll., 2010⁴⁹), car l’eutrophisation (une augmentation dans le taux de production de matière organique d’un écosystème) est généralement plus élevée dans ces régions et parce qu’un rinçage physique peut ne pas être suffisant pour disperser l’eau pauvre en oxygène. Il peut être difficile de séparer les effets d’un enrichissement en nutriments et les changements climatiques en évaluant les changements dans la concentration en oxygène de ces eaux. Un aperçu général de l’état et des tendances de l’oxygène dans les eaux marines canadiennes est fourni à la figure 7.22.

Les observations au large des côtes canadiennes du Pacifique et de l’Atlantique indiquent un déclin général dans la concentration de l’oxygène dissous dans les eaux subsurfaces (de 150 à 400 m de profondeur), en dessous de la couche de surface constamment ventilée (voir la figure 7.23). Dans l’estuaire maritime du Saint-Laurent, la diminution de l’oxygène a été attribuée principalement a une augmentation d’un apport en eau pauvre en oxygène provenant du tourbillon subtropical de l’Atlantique Nord (voir l’encadré 7.2) qui entre dans l’embouchure du chenal Laurentien en profondeur (Gilbert et coll., 2005⁵⁰). Cependant, un apport excédentaire en nutriments causé par l’activité humaine peut également jouer un rôle (Hudon et coll., 2017⁷³). Les séries chronologiques de la mer du Labrador indiquent un déclin du taux d’oxygène semblable à celui de l’estuaire du Saint-Laurent, mais les enregistrements remontent seulement jusqu’à 1990 (Yashayaev et coll., 2014¹⁶¹). Bien que certains estuaires de l’Île-du-Prince-Édouard, du Nouveau-Brunswick et de la Nouvelle-Écosse deviennent occasionnellement hypoxiques (Price et coll. 2017¹²²; Burt et coll. 2013⁹), le rôle du changement climatique de l’océan demeure incertain.

L’hypoxie et l’anoxie se sont produites naturellement pendant des milliers d’années dans certains fjords intérieurs sur la côte de la Colombie-Britannique (Zaikova et coll., 2010¹⁶⁸). Les mesures à la Station P remontant jusqu’à 1956 indiquent que les concentrations en oxygène des océans au large du nord-est du Pacifique sont en déclin depuis plusieurs décennies (Whitney et coll., 2007¹⁵⁷; Crawford et Peña, 2016²²; voir la figure 7.23). Une combinaison de facteurs physiques et biologiques est probablement responsable pour les changements observés dans la concentration en oxygène de la Station P; cependant, la variabilité de l’oxygène dans la partie plus profonde de la thermocline ventilée est une trace utile du changement climatique physique (Deutsch et coll., 2006²⁹). Contrairement au déclin à long terme de l’oxygène dissous à la Station P, les eaux subsurfaces adjacentes au talus continental de la Colombie-Britannique ne démontrent aucune tendance claire à partir des années 1950 jusqu’à aujourd’hui (Crawford et Peña, 2016²²). Cela souligne que la variabilité décennale naturelle dans le nord-est de l’océan Pacifique doit être considérée dans l’évaluation des changements à long terme de l’oxygène dissous dans cette région.

Des observations à long terme dans l’Arctique sont limitées et les tendances de l’oxygène dissous sont donc incertaines. L’océan Arctique a montré peu de donnnées probantes de l’hypoxie et, en fait, la production primaire dans la zone de température maximale subsurface (la couche où la température est à la plus élevée) élève les niveaux d’oxygène dans la pycnocline sous-jacente (une couche de l’océan où la densité de l’eau augmente rapidement avec la profondeur) à des niveaux de sursaturation (Carmack et coll., 2010¹¹).

Les modèles mondiaux projettent que la quantité totale de la perte d’oxygène dissous (moyenne établie au-dessus de 200 à 600 m) sera de quelques pour cent d’ici la fin du XXI^e siècle (Bopp et coll., 2013⁶). Cependant, les différences dans les tendances spatiales de l’oxygène dissous parmi les modèles limitent la confiance dans les projections régionales. Les concentrations de l’oxygène sous la surface des côtes de l’Atlantique et du Pacifique au large du Canada devraient continuer de diminuer avec l’augmentation du CO₂ et de la chaleur dans l’atmosphère ainsi qu’avec l’augmentation de la stratification dans les eaux de surface dans la plupart des régions (Collins et coll., 2013²⁰).

Les nutriments, les éléments fondamentaux de la vie, sont nécessaires pour alimenter la biomasse d’algues (p. ex. le phytoplancton) qui maintient la chaîne alimentaire marine et la production océanique de ressources exploitables. La croissance des algues se fonde sur les apports en azote, phosphore et silicium non organiques ainsi que d’autres nutriments dans la couche éclairée par le soleil près de la surface où a lieu la photosynthèse. Ces apports en nutriments atteignent cette couche grâce aux transport et mélange vertical comme la remontée. L’azote est l’élément principal limitant la croissance dans les océans entourant le Canada et est affecté par les processus microbiens qui peuvent entraîner un gain (la fixation de l’azote) ou une perte (p. ex. la dénitrification, l’émission d’oxyde nitreux). Ces processus microbiens sont sensibles à la disponibilité de l’oxygène dissous (Gruber, 2011⁵³; voir la section 7.6.2) et le niveau d’acidification de l’océan (Das et Mangwani, 2015²⁶; voir la section 7.6.1).

Les changements climatiques, comme le réchauffement en surface et la diminution de la salinité de surface, influent sur les nutriments en augmentant la stratification verticale dans les océans qui bordent le Canada (voir l’encadré 7.4). Cette augmentation de la stratification réduit les nutriments transportés par les eaux profondes vers la couche de surface. Une telle réduction est importante parce qu’elle peut donner lieu de façon chronique à de faibles concentrations de nutriments dans la couche éclairée par le soleil lors de la saison de stratification biologiquement productive (du printemps à l’automne). Bien que des changements à long terme dans la concentration en nutriments puissent être un indicateur de changements climatiques et de variabilité, il y a d’autres facteurs dans le littoral, provenant des activités humaines (p. ex. le ruissellement agricole), qui influent sur les tendances locales.

Les variations de nutriments dans le nord de l’océan Pacifique reflètent les influences de l’oscillation décennale du Pacifique et l’oscillation du tourbillon du Pacifique Nord (Di Lorenzo et coll., 2009³¹; voir le chapitre 2, encadré 2.5). Lorsque les effets transitoires de ces modes de variabilité climatique sont retirés de la série chronologique des nutriments disponibles dans la partie supérieure océanique du Pacifique Nord (à moins de 20 m de profondeur), les tendances décroissantes sur la période de 1961 à 2012 sont évidentes pour le phosphate et le silicate, alors que les concentrations de nitrate demeurent stables (Yasunaka et coll., 2016¹⁶⁴). Cette tendance est cohérente avec la réduction du mélange vertical à la suite de l’augmentation de la stratification, et, pour le nitrate, un apport compensatoire d’azote par dépôt atmosphérique dans l’océan (Duce et coll., 2008³³; Kim et coll., 2014⁸⁴). Il est important de remarquer que les tendances linéaires dans les concentrations de nutriments sont seulement solides lorsqu’une moyenne est établie pour l’ensemble du nord de l’océan Pacifique et les tendances régionales ne sont pas statistiquement significatives.

Dans le nord-ouest de l’Atlantique adjacent au Canada, aucune tendance constante n’a pu être observée parmi les tendances à long terme de la concentration des nutriments et pouvant être attribuée aux changements climatiques (Pepin et coll., 2013¹¹⁴). Bien que la mer du Labrador et le plateau central néo-écossais montrent des diminutions significatives à long terme pour les nitrates, les silicates et les phosphates depuis les années 1960 (Yeats et coll., 2010¹⁶⁵; Pepin et coll., 2013¹¹⁴; Hátún et coll., 2017⁶⁴), les tendances dans l’ouest de la mer du Labrador ont démontré une augmentation de la concentration de silicate en plus des importantes diminutions de nitrate et, dans une moindre mesure, de phosphate. La tendance contraire a été observée dans la plupart des régions du golfe du Maine et la baie de Fundy (Pepin et coll., 2013¹¹⁴). La plupart des zones du golfe du Saint-Laurent ont eu une importante augmentation de concentration en nutriments depuis le début des années 1970, mais les tendances dans cette région sont influencées par les apports provenant des activités humaines (voir la section 7.6.2). D’autres régions canadiennes de l’océan Atlantique ont généralement eu de faibles tendances qui étaient variables selon les nutriments.

Dans l’Arctique, il n’y a pas d’enregistrements à long terme pour les concentrations de nutriments. Cependant, la configuration de la circulation océanique de surface autour du Canada (voir la section 7.1) entraîne une connectivité des nutriments des océans Pacifique, Atlantique et Arctique (Woodgate et coll., 2012¹⁵⁸; Tremblay et coll., 2015¹⁴⁴, 2018¹⁴⁶) et cela peut aider les recherches à venir pour comprendre les changements dans l’inventaire des nutriments dans l’Arctique. Il y a certaines preuves que la diminution de la glace marine sur le plateau canadien de Beaufort (voir le chapitre 5, section 5.3) a mené à une augmentation ponctuelle dans l’apport en nutriments et la production biologique (Tremblay et coll., 2011¹⁴⁵). Une diminution dans la concentration en nutriments dans le centre de la mer de Beaufort a été observée (Li et coll., 2009⁸⁹) et modélisée (Vancoppenolle et coll., 2013¹⁴⁷), mais les preuves d’adoucissement ou d’augmentation de la stratification à long terme sont limitées (Peralta-Ferriz et Woodgate, 2015¹¹³).

Pour résumer, les séries chronologiques à long terme disponibles sur les propriétés chimiques clés dans les océans entourant le Canada indiquent des tendances qui sont cohérentes avec les analyses mondiales. Les augmentations observées dans l’acidification des océans ont été liées directement aux émissions humaines de CO₂ et leur transfert subséquent de l’atmosphère à la partie supérieure de l’océan. Selon tous les scénarios d’émissions futures, l’acidité de l’océan mondial devrait continuer d’augmenter dans la partie supérieure océanique, le pH se stabilisant d’ici 2100 seulement selon le scénario de faibles émissions (RCP2.6). Un scénario d’émissions élevées (RCP8.5) entraînerait une sous-saturation d’ici le milieu du siècle dans la partie supérieure océanique de l’Arctique. Dans l’ensemble, un degré de confiance élevé a été assigné au message important concernant l’acidification des océans en raison de la solide compréhension mécanique des processus physiques et chimiques contrôlant ces changements.

La désoxygénation des eaux subsurfaces qui bordent le Canada est évidente selon la série chronologique de haute qualité couvrant les cinq dernières décennies dans la région du nord-est du Pacifique (Station P) et le golfe du Saint-Laurent. Ces tendances sont cohérentes aux attentes que le réchauffement de surface et, dans certains cas, l’adoucissement augmentera la stratification des océans et réduira donc le mélange et la ventilation des profondeurs de l’océan. Cette conclusion a un degré de confiance élevé en raison de la cohérence et de la qualité des séries chronologiques de l’oxygène dans les eaux canadiennes. Dans certaines régions très peuplées du littoral, l’appauvrissement en oxygène est également touché par les nutriments provenant de ruissellements (p. ex. les activités agricoles). La désoxygénation de l’océan mondial devrait continuer; cependant, les différences régionales dans les projections modèles nous limitent à un degré de confiance moyen dans les attentes que ces tendances continueront dans les eaux subsurfaces entourant le Canada.

L’apport en nutriments dans les eaux de surface, où la photosynthèse a lieu, peut également être touché par l’augmentation de la stratification résultant des changements climatiques. L’approvisionnement en nutriments dans la couche de surface des océans a généralement diminué dans l’océan Pacifique Nord, cohérent avec l’augmentation de la stratification de la couche de surface des océans (degré de confiance moyen). Aucune tendance cohérente dans le changement des nutriments n’a été observée pour le nord-ouest de l’océan Atlantique au large du Canada. Il n’y a pas de données à long terme sur les nutriments disponibles pour l’Arctique canadien. L’énoncé de confiance dans cette conclusion reflète la disponibilité limitée des données, l’absence de tendances régionales statistiquement significatives et, dans certains cas, les tendances divergentes dans une région.